Aplicación de técnicas de 13c en estudios de dinámica de la materia orgánica del suelo.

XI Congreso Ecuatoriano de la Ciencia del Suelo
APLICACION DE TECNICAS DE 13C EN ESTUDIOS DE DINAMICA DE LA
MATERIA ORGANICA DEL SUELO
Cecilia del Carmen Videla1
La materia orgánica (MO) del suelo ha sido considerada desde los inicios de los estudios sistemáticos
del suelo, un componente de fundamental importancia para el desarrollo de las plantas. Ella es clave
en los procesos de formación del suelo: meteorización, formación del perfil, formación de la
estructura, así como también en el desarrollo de la fertilidad del suelo, ya que a través de la
mineralización de la MO los nutrientes quedan disponibles para las plantas. En las últimas décadas, se
está enfatizando también el papel de la materia orgánica del suelo como fuente de CO2 cuando es
oxidada al convertir bosques y pasturas naturales en áreas cultivadas (Flach et al., 1997) y como
secuestradora de las crecientes cantidades de CO2 generado por las actividades humanas (Balesdent et
al., 2000), de manera tal que la MO puede actuar tanto como fuente como destino del CO2, por lo cual
hay necesidad de conocer mejor tiempos de residencia del C en los suelos.
El contenido de MO de un suelo es el resultado de un balance entre el aporte de residuos orgánicos,
principalmente vegetales, y su descomposición. Tanto el aporte (crecimiento vegetal), como la
descomposición de los residuos (actividad microbiana) son procesos condicionados por variables
ambientales y son modificados por la interacción con la fracción mineral del suelo.
En la composición de la MO interviene en gran proporción el carbono (C), por lo cual los estudios de
la MO del suelo están íntimamente ligados a la dinámica del C en el suelo. La dinámica de la MOS se
ha investigado con métodos no isotópicos, también a través de la marcación usando materiales
enriquecidos con 14C, 13C y 15N y, además, a través del datado radiocarbónico. En los últimos años, el
empleo del isótopo estable 13C se ha constituido en una herramienta muy importante para ayudarnos a
comprender y a seguir la dinámica de la MOS.
La mayoría de los estudios isotópicos sobre el origen y dinámica de la MOS se basan en la abundancia
natural del isótopo estable 13C. El carbono posee dos isótopos estables: el 12C que es el más liviano y
representa el 98,89% con respecto al total de C en la naturaleza, y el 13C que representa el 1,11% del
total. Si bien estos átomos se comportan químicamente de la misma manera, porque lo que define a un
elemento es el número de protones del núcleo (6 para el C); la diferencia en su masa (dada por el
número de neutrones del núcleo: 6 para el 12C y 7 para el 13C), provoca ligeras diferencias en el
comportamiento físico-químico. Estas diferencias conducen a un fraccionamiento isotópico debido a la
discriminación entre los dos isótopos. Como consecuencia de la discriminación isotópica ocurre una
variación muy pequeña, en el orden de milésimos, en la proporción 13C/12C.
Para expresar la relación de los isótopos del C de un material no puede utilizarse directamente la
relación 13C/12C, ya que ella es afectada por diversos factores dependiendo de dónde la muestra es
extraída, en qué ambiente esta muestra se ha desarrollado, entre otros. Es por esto que los análisis de la
composición isotópica de C se realizan midiendo con un espectrómetro de masas, la relación 13C/12C
de las muestras en relación a un patrón internacional y el resultado se expresa en términos de la
diferencia en la abundancia natural de 13C de la muestra en relación al patrón.
El δ13C es una expresión de la abundancia natural de un isótopo relativa a un material de referencia de
laboratorio calibrado contra un patrón internacional; se expresa en unidades por mil (‰) y se calcula a
través de la siguiente ecuación:
1
Facultad de Ciencias Agrarias, UNMdP.C.C. 276, 7620 Balcarce, Argentina.
Correo electrónico: cvidela@balcarce.inta.gov.ar
1
Quito, 29 – 31 de Octubre del 2008
XI Congreso Ecuatoriano de la Ciencia del Suelo
δ13C‰ = 1000 (Rmuestra – Restándar) / Restándar
donde: Rmuestra es la relación del isótopo pesado (13C) al liviano (12C) medido en la muestra y Restándar es
la relación equivalente para el estándar. En el caso del C, el estándar es el carbonato fósil
Bellemnitella american de la formación Peedee de Carolina del sur, USA (abreviado PDB) (Boutton,
1996).
Durante el proceso de fotosíntesis, ocurre una discriminación isotópica al CO2, debida a las
propiedades bioquímicas de las enzimas que fijan el C y al proceso de difusión que controla la entrada
de CO2 a las hojas. Esta discriminación es variable entre las plantas terrestres, las que se agrupan en 3
tipos de ciclos fotosintéticos (C3, C4 o CAM). Esta diferencia es mucho mayor que los pequeños
cambios que ocurren durante la descomposición de la MO en el suelo, por lo que el C orgánico del
suelo retiene la marcación de la vegetación que le dio origen, permitiendo conocer y datar cambios en
la vegetación (Balesdent y Mariotti, 1996).
Las tres vías fotosintéticas principales conocidas son el ciclo de Calvin-Benson o C3, el ciclo de Hatch
- Slack o C4 y el ciclo CAM (Crassulacean acid metabolism). La vía C3 opera en aproximadamente el
85 % de las plantas y domina los ecosistemas terrestres. Las plantas de ciclo C3 fijan el CO2
atmosférico a través de la enzima RUBISCO (Ribulosa 1,5 bifosfato carboxilasa/oxigenasa), mientras
que las C4 cuentan con un proceso enzimático adicional de fijación de CO2 mediado por la enzima
PEP carboxilasa (fosfoenolpiruvato carboxilasa). La PEP carboxilasa presenta alta afinidad (bajo Km)
por el CO2, mientras que la RUBISCO presenta una menor afinidad por el CO2 y por eso esta última
discrimina mucho más el isótopo pesado de carbono, 13C, en relación al isótopo liviano, 12C, que la
PEP carboxilasa, y de esta forma las plantas de ciclo C3 acumulan menos 13C.
La mayoría de plantas C3 tienen valores de δ13C entre -24 a -30 ‰, con un valor promedio de -27‰.
La PEP carboxilasa discrimina menos que la rubisco, de tal manera que, en plantas C4, los valores de
δ13C se sitúan entre -10 y -16 ‰, con un valor promedio de -13‰. Finalmente, la fotosíntesis CAM
domina en los ecosistemas desérticos, con plantas tales como los cactus y que tienen la capacidad de
cambiar de una fotosíntesis C3 durante el día a otra C4 durante la noche. El fraccionamiento isotópico
es intermedio entre las plantas C3 y las C4.
¿Qué información puede obtenerse del δ13C de un determinado material?
Como se mencionó anteriormente, la MO del suelo se forma a partir de la biomasa vegetal y conserva
la marcación isotópica de la vegetación que le dio origen. Diversos estudios han utilizado la relación
13 12
C/ C de la materia orgánica del suelo para establecer en qué medida ésta fue sintetizada a partir de
biomasa C3 o C4, por ejemplo en rotaciones o cambios de vegetación natural a cultivada que incluyan
plantas C3 y C4. El primer trabajo utilizando la abundancia natural de 13C en la evaluación de las
contribuciones individuales de plantas C3 y C4 en el COS fue el de Cerri et al. (1985). En este trabajo,
fue examinada la pérdida de C derivado de la selva nativa de una zona del estado de San Pablo (Brasil)
después de 12 y 50 años bajo el cultivo de caña de azúcar. En la cronosecuencia estudiada, la reserva
de C del suelo (0-70 cm) bajo selva fue 126 Mg ha-1, muy superior a lo observado bajo las
plantaciones de caña de azúcar (de 78 y 92 Mg C ha-1, para cañaverales de 12 y 50 años,
respectivamente). En muestras de 0-20 cm de profundidad, el δ13C de la MO de la selva nativa fue de
-27‰, mientras que después de 12 y 50 años de caña de azúcar, aumentó a -24 y -19‰,
respectivamente. Hasta la profundidad de 30 cm, la abundancia de 13C del C total del suelo bajo la
selva fue constante y de aproximadamente -25 ‰. Por debajo de 40 cm de profundidad, se encontró un
aumento significativo llegando a -18 ‰ a los 70 cm de profundidad, lo que indicaría que en épocas
anteriores la vegetación natural del área poseía una proporción bastante significativa de plantas de
ciclo fotosintético C4.
2
Quito, 29 – 31 de Octubre del 2008
XI Congreso Ecuatoriano de la Ciencia del Suelo
Balesdent & Mariotti (1987), demostraron que después de 23 años de cultivo con incorporación de
residuos de maíz al suelo, solo el 19% del COS en las fracciones de 0-50 µm provenía del maíz, y que
cuando estos residuos fueron dejados en superficie, la incorporación del C derivado del maíz en el
COS fue menor, en torno al 13%.
Con las informaciones de la composición isotópica inicial del suelo bajo vegetación nativa (C3) y
después bajo una gramínea C4 (Brachiaria) se calculó, a través de un modelo simple, la cantidad de C
del suelo derivado de las dos fuentes vegetales, utilizando la siguiente ecuación (Balesdent et al., 1988
y Vitorello et al., 1989):
% COSf
(
(
⎡ δ 13C − δ
= ⎢ 13 B
⎣ δ CF − δ
13
13
)
)
CA ⎤
⎥ × 100
CA ⎦
%COSA = 100 - %COSf
Donde, %COSf es la proporción de C orgánico del suelo derivado de la vegetación nativa (C3), que
posee una marcación natural δ13CF; δ13CA corresponde a la marcación natural de la vegetación C4;
δ13CB representa la marcación natural de C del suelo bajo la nueva vegetación.
También se ha documentado el efecto de los animales en pastoreo sobre la distribución de especies C3
y C4 a través del conocimiento de los valores de δ13C en los pastizales de América del Norte (Archer,
1995). En estos ecosistemas, el predominio de especies C4 (Schizachyrium scoparium-Sorghastrum
nutans) fue desplazado por la presión del pastoreo de ganado vacuno durante 18 años, apareciendo
como dominantes algunos arbustos y gramíneas C3. Este cambio se reflejó en la composición
isotópica de la biomasa aérea, raíces y MO del suelo. La vegetación en el área pastoreada mostró un
δ13C de -22,4‰, mientras que la de un área sin pastoreo tuvo un valor de -16,7‰, calculándose que la
proporción de especies C4 disminuyó de 70 a 30% del total. La composición isotópica de la MO del
área no pastoreada varió entre -17 y -14‰ en la parte superior e inferior del perfil, respectivamente,
mientras que en el área pastoreada, los primeros cm tuvieron valores similares a la nueva vegetación
(-21‰), indicando un rápido reciclo del C orgánico.
Cuando se fracciona la MO del suelo, conocer los valores del δ13C de fracciones de diferente labilidad,
permite analizar la velocidad de ingreso de los residuos vegetales a la MO y su dinámica en el tiempo
y en profundidad. Por ejemplo, los valores de δ13C de fracciones separadas por tamaño de partículas
en un área originalmente bajo savana dominada por gramíneas C4 y que por pastoreo se reemplazó por
especies C3, reveló que la fracción de tamaño arena, también denominada materia orgánica
particulada, consistió exclusivamente de carbono nuevo derivado de arbustos C3. Por otra parte, la
fracción fina (tamaño arcilla y limo) fue más enriquecida en 13C, indicando que fue originada por la
vegetación original, con mayor abundancia de plantas C4 (Archer, 1995).
Otras posibles aplicaciones de los isótopos estables de carbono
¾ Una de las primeras aplicaciones de este método fue para determinar la vía, C3 o C4, de
asimilación de CO2 de especies en las que se desconocía. En situaciones en las que la
separación manual es imposible, como muestras de raíces o broza, éste es el único método
disponible (Svejcar & Boutton, 1985).
¾ El método ha demostrado ser útil no sólo en muestras vegetales, sino también para determinar
la proporción C3/C4 en productos derivados. Así, por ejemplo, la contribución de especies C3
y C4 a la respiración en canopeos mixtos puede ser estimada a partir de mediciones de la
3
Quito, 29 – 31 de Octubre del 2008
XI Congreso Ecuatoriano de la Ciencia del Suelo
relación 13C/12C en el CO2 liberado por las plantas en oscuridad (Still et al., 2003; Schnyder &
Lattanzi, 2005).
¾ La composición C3/C4 de la dieta de herbívoros ha sido inferida a partir de mediciones de la
relación 13C/12C en tejidos animales. En herbívoros pequeños, como insectos, todo el animal
puede ser analizado. En el caso de grandes mamíferos, la composición de la dieta se infiere a
partir de análisis de diversos tejidos. Uno de los tejidos utilizado es el pelo, ya que una vez
producido su composición isotópica permanece inalterada (Jones et al., 1981).
¾ También es posible estudiar cadenas tróficas e identificar fuentes primarias de C que rigen el
flujo de energía en un ecosistema. En un estudio realizado en el ecosistema Pantanal, Mato
Grosso do Sul (Brasil), se muestrearon productores primarios y consumidores: algas, plantas
vasculares (emergentes, sumergidas y terrestres), invertebrados y peces detritívoros. Se
encontró que mayoría de las plantas vasculares pertenece al grupo de las C3. A diferencia de
lo esperado, los valores de δ13C de los consumidores primarios fueron mucho más
empobrecidos que los valores de las algas de las que se alimentan, variando de -43 a -20‰.
Estos se debería al uso de una fuente de carbono más negativa, posiblemente bacterias
metanotróficas, lo que fue reforzado por los valores observados para los insectos bentónicos
(δ13C entre -62 a -49‰). Las evidencias encontradas en este estudio sugirieron que una
combinación de fuentes foto y quimioautotróficas sustenta las cadenas alimentarias del
Pantanal del río Paraguay (Fernandes Calheiros, 2003).
¾ En nutrición animal la técnica del trazador es útil en estudios de selectividad de pasturas por
animales domésticos, por medio de medidas de δ13C en las heces. Por ejemplo, se puede
determinar la proporción de leguminosa (C3) y de una gramínea C4 en la dieta de bovinos.
¾ Los valores de δ13C se utilizan también para detectar adulteración de alimentos como miel y
bebidas (vino, cerveza, coñac, vinagre, etc.).
¾ La proporción entre plantas C4 y C3 en una región está determinada por la temperatura y
humedad, de tal manera que el estudio de la composición isotópica permite estimar
cuantitativamente los cambios paleoclimáticos. Por ejemplo, el δ13C del colágeno del bisonte
varía desde un -7‰ actual hasta un -19‰ hace 10.000 años. Este resultado parece estar
relacionado con los cambios de la flora, de clima frío y húmedo, característica del Pleistoceno
tardío, a condiciones más secas en el Holoceno.
BIBLIOGRAFIA
Archer, S. 1995. Tree-grass dynamics in a Prosopis-thornscrub savanna parkland: reconstructing the
past and predicting the future. Ecoscience 2: 83-99.
Balesdent, J., D. Arrouays, y J. Gaillard. 2000. MORGANE: un modèle de simulation des réserves
organiques des sols et de la dynamique du carbone des sols. Agronomie 20, pp. 3–10.
Balesdent, J. y A. Mariotti. 1996. Measurement of soil organic matter turnover using 13C natural
abundance. Pp. 83-111. In: TW Boutton and SI Yamasaki (Eds). Mass spectrometry of soils.
Marcel Dekker, Inc. New York, USA.
Balesdent, J., A. Mariotti, y D. Boisgontier. 1990. Effect of tillage on soil organic carbon
mineralization estimated from 13C abundance in maize fields. J. Soil Sci. 41: 587-596.
4
Quito, 29 – 31 de Octubre del 2008
XI Congreso Ecuatoriano de la Ciencia del Suelo
Boutton, T.W. 1996. Stable carbon isotope ratios of soil organic matter and their use as indicators of
vegetation and climate change. Pp. 46-82. In: TW Boutton and SI Yamasaki (Eds). Mass
spectrometry of soils. Marcel Dekker, Inc. New York, USABalesdent, J & A Mariotti. 1987.
Natural 13C abundance as a tracer for studies of soil organic matter dynamics. Soil Biol. Biochem.
19: 25-30.
Cerri, C., C. Feller, J. Balesdent, R. Victoria, y A. Plenecassegne. 1985. Application du traçage
isotopique naturel en 13C, á rédute de la dynamique de la matiére organique dans les sols. C.R.
Academíe des Sciences, Paris, Vol. 1, N 9 : 423-428.
Fernandez Calheiros, D. 2003. Influência do pulso de inundação na composição isotópica (δ13C e
δ15N) das fontes primárias de energia na planície de inundação do rio Paraguai (Pantanal, MS).
Tese doutorado, Centro de Energia Nuclear na Agricultura, USP. Brasil. 164 pp.
Flach, K.W., T.O. Barnwell Jr, y P. Crosson. 1997: Impacts of agriculture on atmospheric carbon
dioxide. In Soil Organic Matter in Temperate Agroecosystems. Long-Term Experiments in North
America. E.A. Paul, E.T. Elliott, K. Paustian, and C.V. Cole (eds.), CRC Press, Boca Raton, pp.
3-13.
Jones, R.J., M.M. Ludlow, J.H. Troughton, y C.G. Blunt. 1981. Changes in the natural carbon isotope
ratios of the hair from steers fed diets of C4, C3 and C4 species in sequence. Search 12: 85-87.
Svejcar, T.J. & T.W. Boutton. 1985. The use of stable carbon isotope analysis in rooting studies.
Oecologia 67: 205-208.
Still, C.J., J.A. Berry, M. Ribas-Carbo, y B.R. Helliker. 2003. The contribution of C3 and C4 plants to
the carbon cycle of a tallgrass prairie: an isotopic approach. Oecologia 136: 347-359.
Schnyder, H. y F.A. Lattanzi. 2005. Partitioning respiration of C3 - C4 mixed communities using the
natural abundance 13C approach – testing assumptions in a controlled environment. Plant
Biology 7: 592-600.
Vitorello, V.A., C. Cerri, F. Andreux, C. Feller, y R.L. Victória. 1989. Organic matter and natural
carbon-13 distribution in forested and cultivated oxisols. Soil Sci. Soc. Amer. J. 53: 773-778.
5
Quito, 29 – 31 de Octubre del 2008